青藏高原典型草地NDVI時空演變的季節差異及其氣候驅動

郝愛華,薛 嫻,段翰晨,彭 飛,尤全剛

1 忻州師范學院地理系, 忻州 034000 2 中國科學院西北生態環境資源研究院沙漠與沙漠化重點實驗室, 蘭州 730000

青藏高原平均海拔超過4000m以上,是全球海拔最高的獨特自然地理單元,在我國以及亞洲地區水資源供應、氣候穩定、生物多樣性保護和碳平衡等方面發揮重要的生態安全屏障作用[1—2]。20世紀80年代以來,青藏高原氣候顯著變暖,其升溫速率顯著高于同期全球、北半球、北半球中緯度地區及中國平均升溫速率,是全球變暖的“放大鏡”[3—4]。氣候變暖導致青藏高原植被返青期整體提前,植被生產力增加,生態系統碳匯功能增強[7—8]。青藏高原植被類型復雜多樣,空間分布格局具有異質性,不同生態系統對全球變化的響應也具有高度空間異質性[5]。因此,研究植被年際變化的季節差異,有利于闡明區域生態系統對全球變化響應的具體表現形式,對科學管理青藏高原草地資源具有重要意義。

青藏高原超過70%的區域覆蓋草地,高寒草甸和高寒草原是其中分布最廣、最典型的兩種植被類型。目前,利用遙感手段監測兩種草地植被變化及其氣候驅動已取得一系列研究成果[9—14],為我們深入理解區域生態系統響應全球變化奠定了基礎。然而,現有成果多監測兩種草地植被平均生長狀況,對二者植被年際變化的季節差異關注較少,涉及的研究也缺乏一致認識。例如,Duan等[11]證明高寒草甸春季歸一化植被指數(NDVI)顯著增加,夏季和秋季NDVI變化不明顯,高寒草原春季NDVI變化不明顯,而夏季和秋季NDVI顯著增加；Zheng等[15]認為高寒草甸春季植被凈初級生產力(NPP)顯著增加,而夏季和秋季NPP無明顯變化,高寒草原春、夏、秋季NPP均無明顯變化；Pang等[16]發現高寒草甸春季和夏季NDVI變化不明顯,而秋季NDVI則顯著增加,高寒草原春季NDVI變化不明顯,夏季和秋季NDVI顯著增加。可見,高寒草甸和高寒草原植被演化的季節差異仍然不清楚,這將不利于青藏高原草地植被碳庫的管理和調控[17]。為此,本文利用全球庫存建模和制圖研究(GIMMS)第三代歸一化植被指數(NDVI3g)遙感產品和氣象數據,對比分析了1982—2015年青藏高原高寒草甸和高寒草原春、夏、秋季NDVI及氣溫、降水量和太陽輻射的時空變化差異特征,闡明了兩種草地春、夏、秋季NDVI與氣候因子的關系,揭示了兩種草地NDVI時空演化季節間差異的氣候驅動機制,以期為保護青藏高原草地資源、調節高寒生態系統碳平衡以及推動青藏高原長效生態增匯提供科學依據。

1 研究區概況與研究方法

1.1 研究區概況

高寒草甸和高寒草原屬于典型的“高原地帶性”植被[18]。如圖1所示,高寒草甸主體位于青藏高原東南部,面積約6.08×105km2,而高寒草原主體位于青藏高原西北部,面積約5.86×105km2[13]。高寒草甸屬于高寒半濕潤半干旱氣候,年平均氣溫低于0℃,年降水量平均在450mm左右。高寒草原是在嚴寒、干旱、多風及強烈太陽輻射氣候條件下形成的,年均氣溫0—4.4℃,年均降水量100—300mm[20]。高寒草甸的土壤類型為高山草甸土(寒氈土),基本特征是表層為厚約8—10cm的死根和活根密集糾結而成的草皮層(Ac層),其下為腐殖質層(A1),B層發育不明顯,C層受基巖影響較大；高寒草原的土壤類型屬高山草原土,成土母質為洪積物、湖積物、殘坡積物和風積物等[21]。高寒草甸以莎草科嵩草類為優勢種,如高山嵩草(Kobresiapygmaea)、矮生嵩草(Kobresiahumilis),伴生種為菊科風毛菊屬(Saussurea)、蓼科蓼屬(Polygonum)等。高寒草原優勢物種為禾本科針茅屬(Stipa)和莎草科苔草屬(Carex)等, 伴生種有菊科蒿屬(Artemisia)、豆科棘豆屬(Oxytropis)等[22]。

圖1 青藏高原高寒草甸和高寒草原空間分布[19]Fig.1 Spatial distribution of alpine meadow and alpine steppe in the Qinghai-Tibetan Plateau

1.2 研究方法

1.2.1數據來源及預處理

本研究采用的植被指標為GIMMS NDVI3g遙感產品,是由美國國家海洋和大氣管理局系列氣象衛星上的先進甚高分辨率輻射儀生成的。數據時間序列為1982—2015年,時間分辨率為15d,空間分辨率為1/12°×1/12°[23]。該數據集已進行過各種處理,以達到減少噪音影響的目的,具體包括校準、軌道漂移、觀察幾何、火山爆發等[24]。本產品旨在提高中高緯度地區圖像質量,其反映的植被變化趨勢更為平穩,更適合北半球植被活動研究[16, 25]。為了進一步消除云、積雪和其他大氣污染物對圖像質量的影響,首先利用ArcMap 10.5對所有影像進行最大值合成,獲取月尺度最大NDVI值[26],然后通過矩陣實驗室(MATLAB)中的時間序列濾芯波(TIMESAT)軟件包進行平滑濾波器(Savitzky-Golay)濾波處理[27],對數據進行重構,提高數據質量。本研究中高寒草甸和高寒草原的春季均定義為5月,夏季為6—8月,秋季為9月[16]。冬季為前一年10月至下一年4月,植被多處于休眠期,因此本研究未予考慮。

本文采用的氣候數據為中國區域地面氣象驅動數據集,來源于國家青藏高原科學數據中心(http://data.tpdc.ac.cn/)。該數據集提供了1979—2018年的氣溫、地表壓力、比濕、風速、向下短波輻射、向下長波輻射和降水率7個近地表氣象要素[28],時間和空間分辨率為3小時和0.1°×0.1°,本文僅采用1982—2015年的氣溫、降水和太陽輻射數據序列。

1.2.2線性趨勢分析

NDVI時空變化趨勢采用一元線性回歸的方法分析。回歸方程的變化速率代表年際變化的趨勢,用普通最小二乘法求解,如下所示:

(1)

式中,變化速率(Slope)為季節NDVI的年際變化趨勢,n為模擬年數,SNDVIi為第i年的季節NDVI值。變化速率大于0、小于0和等于0分別表示植被指數增加、下降和無變化[29]。此步驟通過MATLAB 軟件完成。

1.2.3偏相關分析

氣候變化對不同季節植被生長的影響采用偏相關分析衡量。偏相關的計算采取主導因子與環境因子逐個分析[30—31]。因子數量3個及3個以上。在分析x與y之間的凈相關時,當控制了剩余變量集z的影響,x和y之間的一階偏相關系數定義為:

(2)

此步驟通過MATLAB完成。

1.2.4顯著性T檢驗

對不同季節NDVI與氣候要素顯著性偏向關檢驗,采用t統計量,定義為:

(3)

式中,r為相關系數,n為樣本數,q為階數,統計量t服從n-q-2個自由度的t分布。通過t值,計算出其所對應的概率P值。此步驟通過MATLAB完成。

2 結果與分析

2.1 NDVI時空演變季節差異

由圖2可知,整體上高寒草甸春、夏、秋三季NDVI均無明顯變化,變化速率分別為0.0003/a(P>0.05)、0.0002/a(P>0.05)和-0.00002/a(P>0.05)。高寒草原春季和夏季的NDVI均顯著增加,變化速率均為0.0002/a(P<0.05),而秋季NDVI變化趨勢不明顯,且變化速率為0.0001/a(P>0.05)。

圖2 1982—2015年青藏高原高寒草地春、夏、秋季歸一化植被指數(NDVI)年際變化趨勢Fig.2 Interannual variations of NDVI in spring, summer, and autumn for alpine grasslands in the Qinghai-Tibetan Plateau during 1982—2015

就高寒草甸而言,空間上1982—2015年春季31.95%的區域NDVI顯著增加,主要分布在祁連山區和三江源地區,NDVI顯著下降的比例僅占7.12%,集中分布于一江兩河流域(圖3和表1)；夏季NDVI顯著增加的面積占比32.12%,主要分布在祁連山區、三江源地區和一江兩河流域；秋季NDVI顯著增加的比例為24.59%,集中分布于祁連山區和一江兩河流域。就高寒草原而言,空間上春、夏、秋季NDVI顯著增加的區域均集中分布于西藏自治區北部和柴達木盆地南緣地區,面積比例分別為44.20%、43.09%和37.99%；春、夏、秋三季NDVI顯著下降的面積占比均較少,集中分布在羌塘高原。

2.2 氣候因子時空演變季節差異

從整體來看,高寒草甸春、夏、秋三季平均氣溫均顯著增加(P<0.001),且秋季平均氣溫增長速率最快,為0.07℃/a,其次為春季,變化速率為0.06℃/a,夏季平均氣溫增長速率最慢,為0.05℃/a(表2)。高寒草原春、夏、秋三季平均氣溫均無明顯變化。兩種草地地區春、夏、秋季平均降水量均顯著增加,高寒草甸春季平均降水量增長速率為0.79mm/a,是同期高寒草原地區平均降水量增加速率的兩倍之多。平均太陽輻射在高寒草甸地區春季和夏季及高寒草原地區夏季均呈現顯著下降趨勢(P<0.01),且夏季平均太陽輻射下降速率在高寒草原地區(-0.09×103W m-2a-1,P<0.01)大于高寒草甸地區(-0.08×103W m-2a-1,P<0.01)。

由圖4和表1可知,1982—2015年空間上高寒草甸地區春、夏、秋季氣溫顯著增加的面積分別占高寒草甸總面積的79.76%、86.03%和92.53%,集中分布在祁連山區、三江源區和一江兩河流域。高寒草甸地區春季和夏季降水量顯著增加的面積占比分別為41.45%和62.00%,主體區域位于三江源區和一江兩河流域,秋季降水量顯著增加的面積較少,僅占19.76%。高寒草甸地區春季和夏季太陽輻射顯著下降的區域亦集中于三江源區和一江兩河流域,分別占42.81%和55.74%。

圖3 1982—2015年青藏高原高寒草地春、夏、秋季NDVI顯著變化空間格局Fig.3 Spatial patterns of significantly change on NDVI in spring, summer, and autumn for alpine grasslands in the Qinghai-Tibetan Plateau during 1982—2015

表1 1982—2015年青藏高原高寒草地春、夏、秋季NDVI和氣候因子顯著變化面積占比(P<0.05)Table 1 Frequency of significant change of NDVI and climatic factors in spring, summer, and autumn for alpine grasslands in the Qinghai-Tibetan Plateau during 1982—2015 (P<0.05)

表2 1982—2015年青藏高原高寒草地春、夏、秋季氣候因子年際變化速率Table 2 Interannual change rate of climatic factors in spring, summer, and autumn for alpine grasslands in the Qinghai-Tibetan Plateau during 1982—2015

空間上1982—2015年青藏高原高寒草原春、夏、秋季氣溫顯著增加的區域主要位于羌塘高原(圖5和表1),分別占高寒草原總面積的41.05%、52.89%和56.68%,而春、夏、秋季高寒草原氣溫顯著下降的面積占比16.30%、21.10%和14.61%,集中分布于青藏高原西北地區。89.92%和90.17%的高寒草原地區春季和夏季降水量顯著增加,主要發生于西藏自治區中部、北部和西北地區。研究時段內高寒草原夏季太陽輻射顯著下降的面積比例為48.43%,集中分布于阿里地區。

圖4 1982—2015年青藏高原高寒草甸春、夏、秋季氣候因子顯著變化空間分布Fig.4 Spatial distribution of significant change on climatic factors in spring, summer, and autumn for alpine meadow in the Qinghai-Tibetan Plateau during 1982—2015

圖5 1982—2015年青藏高原高寒草原春、夏、秋季氣候因子顯著變化空間分布Fig.5 Spatial distribution of significant change on climatic factors in spring, summer, and autumn for alpine steppe in the Qinghai-Tibetan Plateau during 1982—2015

2.3 不同季節NDVI與氣候因子關系

1982—2015年高寒草甸和高寒草原春、夏、秋三季氣候因子對NDVI的影響呈現差異。由表3可知,就高寒草甸而言,春季和秋季NDVI均與氣溫顯著正相關,偏相關系數達0.41(P<0.05)和0.23(P<0.05)；夏季NDVI與氣溫、降水量和太陽輻射均呈顯著相關性,與降水量和太陽輻射偏相關系數絕對值更高,分別為0.56(P<0.01)和-0.57(P<0.01)。就高寒草原而言,春季NDVI與氣溫和降水量均呈顯著正相關,與降水量偏相關系數更高,為0.31(P<0.05)；夏季NDVI與氣溫、降水量和太陽輻射均呈顯著相關性,與降水量偏相關系數最高,為0.46(P<0.01),秋季NDVI與太陽輻射顯著正相關,偏相關系數為0.11(P<0.05)。

表3 1982—2015年青藏高原高寒草地春、夏、秋季NDVI和氣候因子偏相關Table 3 The partial correlation coefficient between NDVI and climatic factors in spring, summer, and autumn for alpine grasslands in the Qinghai-Tibetan Plateau during 1982—2015

圖6 1982—2015年青藏高原高寒草甸春、夏、秋季NDVI與氣候因子空間偏相關Fig.6 Spatial patterns of partial correlation coefficient between NDVI and climatic factors in spring, summer, and autumn for alpine meadow in the Qinghai-Tibetan Plateau during 1982—2015 圖中左下角小圖為顯著性偏相關系數空間分布(P<0.05)

由圖6和表4可以看出,空間上高寒草甸春、夏、秋季NDVI與氣溫呈正相關的像元分別占比為76.50%、68.54%和67.86%,絕大部分偏相關系數在0—0.5之間,集中分布于祁連山區和三江源區,且大部分區域呈現顯著偏相關(P<0.05)。高寒草甸夏季NDVI與降水量呈正相關的像元占比為58.42%,與太陽輻射呈負相關的像元占比53.69%,均集中分布于祁連山區、三江源區和一江兩河流域,而青藏高原中東部、東部及東南地區夏季NDVI則與降水量呈負相關,與太陽輻射呈正相關；秋季44.61%的高寒草甸區域NDVI與降水量呈負相關,與太陽輻射呈正相關面積占比61.22%,主要分布于三江源區,但絕大部分相關性系數不顯著。

圖7 1982—2015年青藏高原高寒草原春、夏、秋季NDVI與氣候因子空間偏相關Fig.7 Spatial patterns of partial correlation coefficient between NDVI and climatic factors in spring, summer, and autumn for alpine steppe in the Qinghai-Tibetan Plateau during 1982—2015圖中左下角小圖為顯著性偏相關系數空間分布(P<0.05)

表4 1982—2015年青藏高原高寒草地春、夏、秋季NDVI和氣候因子偏相關系數等級占比Table 4 Class frequency of partial correlation coefficient between NDVI and climatic factors in spring, summer, and autumn for alpine grasslands in the Qinghai-Tibetan Plateau during 1982—2015

空間上1982—2015年59.76%的高寒草原區域春季NDVI與氣溫呈正相關,主要分布在西藏自治區中北部、阿里地區及柴達木盆地外緣,偏相關系數在-0.5—0之間的像元占比40.11%,集中于羌塘高原(圖7和表4)；春季NDVI與降水量呈正相關的像元占比63.02%,主要分布在西藏自治區北部和柴達木盆地南緣,且絕大部分像元偏相關系數呈現顯著性特征,顯著負相關的區域則集中于羌塘高原。夏季高寒草原NDVI與氣溫和降水量呈正相關的像元分別占比63.07%和67.62%,主要分布在西藏自治區北部和柴達木盆地南緣,與太陽輻射呈負相關的像元占比69.26%,主要分布于西藏自治區。秋季72.63%的高寒草原NDVI與太陽輻射呈正相關,絕大部分偏相關系數在0—0.5之間,顯著正相關的區域集中分布于羌塘高原和阿里地區。

3 討論

本研究證明1982—2015年青藏高原高寒草甸春、夏、秋季NDVI均無顯著變化趨勢,而高寒草原春季和夏季NDVI顯著增加,這一結果與Duan等[11]和Zheng等[15]基于MODIS的研究結果存在分歧,主要是由于數據源、研究期及對季節的定義不同所致[32]。該結果與Pang等[16]基于相同數據源結論也不一致,究其原因:一是數據處理過程不同。Pang等[16]去除了稀疏植被區域NDVI小于0.1的值,而本研究并沒有去掉這些值。小于0.1的NDVI值在高寒草甸區分布較少,但在高寒草原區占比將近30%,大部分位于西藏自治區北部干旱區[33],研究期內這些地區降水顯著增加(圖5),緩解了干旱對生態系統的脅迫,促進了植被生長,其植被生長狀況勢必影響高寒草原植被整體變化趨勢。二是研究時段差異。Pang等[16]研究期為1982—2012年,本研究期為1982—2015年。2012年以后高寒草甸和高寒草原氣候發生極大的變化,生態系統面臨嚴重的干旱脅迫[13],尤其是2015年生長季降水量大幅下降,達2000年以來最低值[11],從而影響植被生長。其中的理論基礎是:一方面,氣溫上升引發地表蒸散發增強,土壤水分虧缺,另一方面青藏高原高寒草甸和草原地區下伏大面積多年凍土[13],氣候變暖導致多年凍土溫度上升[34],凍土活動層增厚,多年凍土退化[35],土壤表層水分向深層遷移,造成表層土壤干旱,嚴重影響短根系植被生長[36]。類似現象前人也曾報道,例如,同樣基于MODIS數據源,2001—2011年與2001—2013年青藏高原高寒草原地區NPP變化趨勢不一致[37—38]。

本研究證明高寒草甸和高寒草原植被生長主控氣候因子隨季節發生轉變。針對高寒草甸而言,春季植被活動主要受到溫度控制,春季氣溫升高通過影響養分有效性及吸收,刺激了冬季寒冷環境下的光合酶活性,從而促進了植被的生長[39—40]；夏季降水和太陽輻射成為植被生長的主控因子,這是由于夏季隨著氣溫升高,植物蒸騰和地表蒸散發作用增強,極易造成表層土壤干旱,這將不利于高寒草甸建群種嵩草類植物生長。嵩草類植物多為橫向根系,分布淺,約57.31%集中于0—10cm土層[21],且根系構建盤根錯節、糾結纏繞并形成草氈層,對表層土壤水分響應極為敏感[33]。夏季降水增加和太陽輻射減少緩解了表層土壤干旱,促進了高寒草甸植被生長[13, 32]；秋季植被生長的氣候主控因子轉變為溫度,這是因為秋季葉片衰老主要受累積溫度的低溫閾值調節[41],氣溫變化改變了高寒草甸秋季物候[42]。針對高寒草原而言,春夏兩季植被生長的主控氣候因子主要是降水,因為在干旱和半干旱生境,水分是植被生長的主要限制性因子[43],降水增加導致土壤環境更加濕潤,反過來又會增強養分的有效性[44]；而秋季植被生長主要受太陽輻射影響,這是因為更多的光照可以促進植物的光合作用。

4 結論

(1)高寒草甸春、夏、秋季NDVI整體均無明顯變化趨勢,高寒草原春季和夏季NDVI均顯著增加,變化速率均為0.0002/a(P<0.05),而秋季NDVI變化趨勢不明顯。

(2)空間上高寒草甸春季NDVI顯著增加面積占比31.95%,集中分布在祁連山區和三江源區,夏季NDVI顯著增加的面積占比32.12%,主要分布在祁連山區、三江源地區和一江兩河流域；秋季NDVI顯著增加的比例為24.59%,集中分布于祁連山區和一江兩河流域。高寒草原春、夏、秋季NDVI顯著增加的區域均集中分布于西藏自治區北部和柴達木盆地南緣地區,分別占比44.20%、43.09%和37.99%。

(3)高寒草甸春秋兩季植被生長主要受氣溫控制,夏季植被主要受降水量和太陽輻射影響；高寒草原春夏兩季植被生長主要受降水量影響,秋季植被生長主要受太陽輻射控制。

(4)高寒草甸春季NDVI與氣溫呈正相關的像元占比為76.50%,集中于祁連山區和三江源區,夏季NDVI與降水量呈正相關的像元占比為58.42%,與太陽輻射呈負相關的像元占比53.69%,集中分布于祁連山區、三江源區和一江兩河流域。寒草原春季和夏季NDVI與降水量呈正相關的像元分別占比63.02%和67.62%,主要分布在西藏自治區西部和柴達木盆地南緣。